UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN AGUSTIN
FACULTAD DE INGENIERIA GEOLOGICA GEOFISICA Y MINAS
ESCUELA PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLOGICA
“RELACION DE FACIES SEDIMENTARIAS ENTRE LAS UNIDADES
GEOMORFORLOGICAS DEL CERRO YANACOTO Y LA QUEBRADA DEL
BURRO EN LA LOCALIDAD DE YURA.”
AUTORES:
Farfán Medina Ronald
Warthon Sivincha Jimy Juan Carlos
Martinez Vizcardo Jurger Jesús
Choquicota Maquito Williams Crosvi
Docente: Msc. Olga Martinez Rodriguez
Curso: Metodología de la investigación geológica
Arequipa – Perú
1
Planteamiento del problema de investigación
1.1 Enunciado de la investigación
Relación de facies sedimentarias entre las unidades geomorfológicas del cerro
yanacoto y la quebrada del burro en la localidad de Yura.
1.2 Planteamiento del problema
Una unidad geomorfológica se refiere a cualquier componente o rasgo físico de la
superficie terrestre que ha sido formado por procesos naturales y que tiene una
forma o cuerpo diferente. Está compuesta por materiales que le son característicos
como arenas, gravas y arcillas o cuerpos masivos; tiene una génesis y por lo tanto
una dinámica que la explican los materiales que la forman.
Según Williams Jenks (1948) Sobre las rocas volcánicas del Arco Jurásico
Chocolate, yacen sucesiones detríticas y carbonatadas que reflejan etapas
regresivas y transgresivas ocurridas en el Jurásico inferior a medio. Estas unidades
han sido denominadas en Arequipa como las formaciones Chocolate, Socosani y
las correspondientes al grupo Yura (formaciones Puente, Cachios, Labra y
Gramadal). Teniendo presencia estas unidades en la zona de trabajo.
La sedimentología de las zonas del cerro de Yanacoto y la quebrada del burro está
conformada por conglomerados y areniscas. Este material detrítico, es el producto
de la erosión de importantes zonas volcánicas (Arco Jurásico Chocolate). Por otra
parte, las areniscas de grano fino y arcillas conforman la parte superior de la
formación Chocolate y albergan algunos fósiles.
Una correlación estratigráfica tiene un objetivo fundamental que es poder tener una
visión más completa de la historia geológica de una región. En muchas ocasiones
estas correlaciones se realizan sin tener una secuencia completa en cada una de
las unidades estratigráficas comparadas, pero al realizar la correlación se tendrá
información más completa del registro sedimentario. Por lo que se considera de
importancia responder la siguiente interrogante:
¿cuál es la relación existente entre las facies sedimentarias de las unidades
geomorfológicas del cerro Yanacoto y la quebrada del burro?
1.3 Objetivos
1.3.1 Objetivo General
Presentar un modelo estratigráfico que permita encontrar una relación existente
entre las facies sedimentarias presentes en el cerro Yanacoto y la quebrada del
burro.
1.3.2 Objetivo Específicos
a) Realizar interpretaciones sedimentológicas y comparaciones estratigráficas
entre las unidades geomorfológicas del cerro Yanacoto y la quebrada del
burro.
b) Levantar columnas estratigráficas en diferentes puntos de cada unidad
geomorfológicas para luego correlacionarlas e interpretar los medios
sedimentarios, secuencialmente y definir sus ambientes.
c) Identificar y caracterizar los procesos que controlan la sedimentación y la
conformación y relaciones de las unidades estratigráficas que serán
establecidas.
2. Justificación
La presente investigación sobre Relación de facies sedimentarias entre las
unidades geomorfológicas del cerro yanacoto y la quebrada del burro en la
localidad de Yura, nos da a conocer sobre el análisis comparativo realizado
entre estas dos localizaciones y se cita que esta investigación es de gran
importancia ya que mediante un estudio de facies ha permitido interpretar los
medios sedimentarios de zonas clave: el cerro Yanacoto y la quebrada el
burro, distrito de Yura, departamento de Arequipa. Estos medios se analizan
relacionando las variaciones laterales de facies y su influencia para el estudio
taxonómico. Además, esta investigación ayudara a encontrar mayor datación
de algunos fósiles cuya taxonomía y rangos verticales permiten establecer un
símil entre estas dos localizaciones mencionadas y además esto es de
importancia para la metodología de estratigrafía de secuencias en estos
sectores de la cuenca Arequipa.
Con respecto a las limitaciones en la investigación a realizar se puede
mencionar que la accesibilidad al área de estudio no se presentan muchos
inconvenientes ya que se ha optado por el uso de la vía carrozable y con
respecto a la obtención de base de datos, se ha logrado obtener los
suficientes.
3. Hipótesis
-
-
Relleno en la cuenca Arequipa ha estado dominado en primera instancia
por aporte volcánico y posteriores aportes de detritos continentales y
marinos, con eventuales transgresiones marinas.
La reactivación de un tectonismo de apertura de cuenca, que destruyeron
las proto-plataformas carbonatadas del Sinemuriano.
Correlacion entre la proto-plataforma carbonatada en Yura y las plataformas
sinemurianas del cerro Paquilla.
4. Marco teórico
4.1. Introducción
De un modo simplificado, se menciona en este trabajo de investigación los
conceptos fundamentales y términos más usados en el uso cotidiano en la
interpretación de las facies sedimentarias, y como estos factores se relacionan
dando así a conocer las bases teóricas, antecedentes y conceptos que nos serán
útiles para poder tener una base sólida en la investigación a realizar.
4.2. Los ambientes marinos
Los ambientes marinos están dentro de los ecosistemas acuáticos. Incluyen los
océanos, mares y marismas, entre otros. La vida surgió y evolucionó en el mar. El
medio marino es muy estable, si lo comparamos con los hábitats terrestres o de
agua dulce. El ambiente marino se divide en dos grandes zonas (Fig. 1.1).
i) El dominio bentónico que incluye el piso o fondo oceánico a partir de la línea de
costa hasta las profundidades mayores, donde las formas de vida que la habitan se
denominan organismos bentónicos. Este dominio se subdivide en zona litoral, entre
la marea alta y baja; zona sublitoral sobre la plataforma continental; zona batial
sobre el talud continental; zona abisal que corresponde a las planicies abisales y la
zona hadal.
ii)El dominio pelágico, que representa la porción acuosa, y esta subdividida en zona
nerítica, que cubre desde la zona litoral hasta los límites exteriores de la plataforma
continental, y la zona oceánica, la cual está asociada con las profundidades
mayores.
Fig. 1.1.- Perfil esquemático de profundidad del agua (columna de agua) y distancia del
continente, mostrando las subdivisiones de ambientes marinos y ecológicos, modificado
de Friedman (1978).
4.3. Facies sedimentarias
El concepto de facies se refiere a la suma de las características de una unidad de
roca, comúnmente a escala meso (cm-m) litología, tamaño de grano, estructuras
sedimentarias, color, composición, contenido biológico, litofacies (características
físicas y químicas), biofacies (contenido de fósiles macro), icnofacies (fósiles traza).
4.3.1 Definiendo una facies
Para definir una facies se aplican diferentes procedimientos; la clave para la
interpretación de las facies es combinar observaciones realizadas en sus relaciones
espaciales y sus características internas; las que son comparadas con otra fuente
de información y contrastadas con unidades estratigráficas bien estudiadas o de
ambientes sedimentarios modernos en particular (Walker, 1984), puesto que cada
ambiente sedimentario está caracterizado por una o varias facies características. El
concepto de facies puede ser aplicado a cualquier secuencia sedimentaria.
La mayoría de las facies definidas en el campo tienen interpretaciones ambiguas,
dependiendo de la cantidad y calidad de información que obtengamos. Por ejemplo,
si se tuviera una facies de areniscas con laminaciones oblicuas (Fig. 1.2) puede ser
interpretada como formada en un río entrenzado, en un canal tidal, o incluso en un
ambiente de offshore dominada por corrientes.
Fig. 1.2.- Laminaciones oblicuas curvas en areniscas de grano sub-redondeado medio a
grueso, cuarzosas blancas grisáceas, facies pertenecientes a la Formación Labra
(Titoniano-Neocomiano), cuenca Arequipa.
4.3.2. Secuencia de facies
- Facies heterolítica ondulosa-flaser:
Esta facies comprende potentes paquetes de limolitas hasta areniscas finas donde
intercalan finas láminas de fangolitas. Estas últimas tienen una participación
inoritaria y generalmente disminuyen al techo de las secuencias.
- Facies de areniscas y calcarenitas (“packstones”) con estratificación entrecuzada
planar tangencial:
Es una facies relativamente poco abundante pero muy distintiva. Se compone de
areniscas finas a medianas verdes- blanquecinas y calcarenitas bioclásticas grises,
con estratificación entrecruzada planar tangencial
- Facies de areniscas con estratificación entrecruzada en artesa:
Está compuesta por areniscas finas y medianas. Los “sets” de artesas poseen entre
0,15 y 0,40 m de espesor y 0,60 a 1 m de extensión. Pueden presentar óndulas en
los techos, generalmente de ola o con fuerte interferencia y son comunes los
intraclastos pelíticos y las láminas de arcillas.
-Facies de areniscas masivas:
Existen sucesiones de areniscas finas a medianas masivas, blanquecinas,
cuarzosas, moderadamente bien seleccionadas, friables y con escaso a alto grado
de bioturbación. En general se disponen en bancos tabulares de 0,10-0,20 m o bien
se amalgaman conformando bancos de hasta 10 m.
-Facies de “wackestones”:
Aquí se agrupan desde “wackestones” hasta calcilimolitas con contenido bioclástico
en variada proporción, del que participan restos de ostras, trigónidos y
gasterópodos, cuyo tamaño generalmente ronda los 0,5 mm y a veces alcanza
hasta 2 cm. (Rev. Asoc. Argent. Sedimentol. vol.6 no.1-2 La Plata dic. 1999).
4.4. Modelos de fascies sedimentarias
Los principios, la metodología y los propósitos del análisis de facies se aplican para
todos los ambientes sedimentarios. La construcción de modelos sedimentarios se
realiza a partir de la extracción de información de facies en sedimentos recientes,
los cuales son comparados con depósitos antiguos (unidades litológicas) obviando
detalles locales. Estos procesos fueron llamados “métodos ontológicos” por Walther
(en Middleton, 1973). Por lo tanto, el objetivo de este análisis es identificar diferentes
ambientes en rocas antiguas, además de entender el amplio rango de procesos que
pueden operar en esos depósitos. (Alván Alfonso, 2009).
4.4.1 Facies y fluviales y aluviales
Las características espaciales, proporción y conectividad de depósitos fluviales y
aluviales (arquitectura fluvial y aluvial) dependen de controles intrínsecos tales
como la geometría de los canales (ancho, espesor), sentido de los flujos, proporción
de depositación, posición, frecuencia y duración de las canalizaciones, además del
control tectónico. Los modelos basados en los procesos sedimentarios intentan
relacionar la proporción de aporte al tectonismo, teniendo en cuenta el nivel del mar
y el clima (Walker, 1984). La arquitectura de los reservorios es simulada con
modelos estocásticos basados en geología de superficie e información análoga de
depósitos antiguos y recientes. A grandes rasgos, las facies fluviales pueden ser
divididas en cuatro tipos principales, i) sistemas aluviales), ii) anastomosado, iii)
meándrico y iv) entrenzado. El sistema de abanicos aluviales es muy poco usado
en este trabajo, por lo tanto, lo más usado en geología y en esta tesis, son los ríos
del tipo entrenzado.
-
Ríos entrenzados (braided rivers)
Río de múltiples canales intercomunicados, pertenece a sector de alta inclinación
alrededor de 2%, además con diferencias estacionales en su caudal (Fig. 1.3). Los
procesos que controlan la morfología de un río, sea entrenzado o meándrico aún no
son bien comprendidos, pero se interpretan mediante las evidencias sedimentarias
que un río entrenzado se forma por rápidas descargas de fluidos, más que en los
ríos meándricos (Walker,1992). Los ríos entrenzados suelen formarse en
pendientes fuertes, con granos gruesos y con mayor cantidad de superficies
erosivas. En combinación, estas características sugieren que los ríos entrelazados
pertenecen a la parte proximal de un río (Fig. 1.4). La elaboración de modelos
fluviales, de igual modo, parte de la confrontación de depósitos sedimentarios
antiguos y recientes.
Fig.1.3.- Diagrama mostrando diferencias notorias entre los tipos de rios.
Fig. 1.4.- Diagrama mostrando los elementos arquitecturales (numerados) de un río entrenzado
(Cant & Walker, 1978).Las líneas punteadas rojas representan áreas subacuaticas. Se muestra
estratos pequeños de arena como “unidades” de barra, complejos de barra o “plataformas de
barra”, y pequeñas islas con flora, producidos por la depositación fluvial. Num. 1: barras “crosschannel” que descargan en un canal más grande a manera de delta; Num. 2: el fluido se
expande lateralmente; Num. 3: el fluido es forzado a formarse oblicuamente a través del
sistema; Num. 4: set de capas planas tabulares con estratificación oblicua, producida cuando
los canales se empiezan a entrecruzar; Num. 5: dunas en canales superficiales. Las letras A, B
y C corresponden a plataformas de arena, influencias mixtas y canales, respectivamente.
-
Clasificación de depósitos fluviales y aluviales
Así también, los depósitos fluviales afloran en terrazas tanto en áreas montañosas
o costeras. No obstante, la textura al interior de éstos es notablemente diferente a
los anteriores. Debido a que sus clastos son redondeados, alargados y sobre todo
imbricados en una matriz que puede ser arenosa o arcillosa según las condiciones
hidrológicas y climáticas de su sedimentación (Fig. 1.5).
Fig. 1.5 Comparación entre matriz arcillosa o arenosa
De manera similar, los depósitos aluviales suelen ubicarse en quebradas y superficies
topográficas amplias. A diferencia de los coluviales, tienen un espesor más apreciable y
conforman terrazas más desarrolladas especialmente en los márgenes de valles fluviales
Fig. 1.6).
Fig.1.6 Terrazas en margenes fluviales
4.4.2. Facies deltaicas y estuarinas
Un delta, en el sentido geológico, se define como un depósito de sedimentos
mayormente subaéreos y producida por
una corriente a la entrada en un cuerpo permanente de agua (Barrell, 1912 y Twenhofel,
1939). (Fig 1.7).
Jaillard (1993) describe detalladamente las relaciones entre un delta y un estuario como
medios sedimentarios complejos ubicados en la desembocadura de un río dentro del
mar (o de un lago); por lo tanto, el medio sedimentario correspondiente es geográfica y
sedimentológicamente intermedio entre la llanura fluvial y la costa (o el lago). Allí se tiene
registros de influencias conjuntas o escalonadas del medio continental, de mareas, de
olas que pueden generar corrientes litorales, y de tempestades. Sin embargo, otros
medios sedimentarios pueden estar presentes, como lagos o pantanos en climas
húmedos, lagunas evaporíticas, dunas eólicas, y conos aluviales proximales en caso de
costas accidentadas.
Fig.1.7.- Esquema de varios tipos de delta.
Morfología de un delta y un estuario
Los deltas se forman en la desembocadura de los ríos que llegan a la zona costera de
un mar o de un lago. Estos ríos están generalmente limitados por relieves y
caracterizados por depósitos conglomerádicos de conos aluviales o de ríos en trenza.
En las partes más distales el relieve es menos pronunciado, y se desarrollan llanuras
aluviales con importantes acumulaciones fluviales por agradación vertical en períodos de
subsidencia (Fig. 1.8).
Fig. 1.8.- Superposición de secuencias deltaicas por progradación (regresión), y abandon
o (transgresión) de un delta sobre una plataforma subsidente, tomado de Jaillard, (1993).
Cuando los ríos desembocan en el mar, las corrientes fluviales desaceleran
bruscamente, debido a su dispersión provocando el depósito de la mayor parte de
los sedimentos cargados por el río, edificando el delta (Fig. 1.9). A medida que se
acumulan sedimentos, el delta prograda hacia el mar, adquiriendo así una
organización morfológica característica con tres medios principales: llanura deltaica,
frente deltaico y prodelta, alcanzando sedimentación en el talud.
Fig. 1.9.- Esquema generalizado de un delta. Izquierda: morfología de los principales com
ponentes sedimentarios de
un delta. Derecha: división grafica de un delta, mostrando las principales deformaciones
sinsedimentarias debidas a la
pendiente, causas tectónicas o subcompactación de las arcillas en un delta (tomado de Jaillard, 1993).
Dalrymple
et al. (1992)
definió un
estuario
como
"la
parte
ubicada
hacia el mar
de un valle
inundado,
que recibe
sedimentos
de
origen
tanto fluviátil
como
marino
y
sometida a
la acción de
las olas, las
mareas y el
río;
se
extiende
desde
el
límite
superior de
influencia
de
las
mareas
hasta
el
límite de las
facies marinas costeras". Dicha definición implica que un estuario no es un tipo de
delta, sino un sistema independiente, cuyo desarrollo depende de la morfología de
la costa (valle) y de un contexto eustático transgresivo (Fig. 1.10).
Fig. 1.10.- Clasificación evolutiva de los principales medios sedimentarios costeros
deltaicos y estuarinos (Dalrymple etal., 1992). Izquierda: Un estuario se desarrolla durante
una transgresión marina y desaparecen cuando empieza algún episodio regresivo y/o una
progradación. Derecha: los estuarios tienen influencias marinas y fluviales,
comprendiendo además ambientes mixtos dependiendo de la predominancia del sistema.
4.4.3. Los depósitos carbonatados
El ambiente marino somero carbonatado presenta una distribución global actual
restringida comparada con los períodos geológicos de la historia de la Tierra. Mares
carbonatados tan extensos como los que existieron durante el Ordovícico,
Devónico, Mississíppico y Cretácico no existen actualmente.
Existen diferencias fundamentales entre los depósitos carbonatados
terrígenos y marinos. Mientras que los terrígenos son producto del intemperismo
químico y físico de las rocas preexistentes que han sido transportados a la cuenca
de depósito, los sedimentos carbonatados marinos se derivan de una precipitación
“in situ” dentro de la misma cuenca.
En el ambiente marino hay una producción considerable de carbonato
permaneciendo la mayor parte en el lugar donde se precipitó, debido a la presencia
de organismos que no solo secretan el CaCO3, sino que también lo utilizan para la
construcción de sus conchas o esqueletos. Sin embargo, es importante considerar
que parte del sedimento carbonatado producido en el ambiente marino, puede llegar
a sufrir un cierto transporte por la acción del viento, oleaje, corrientes, etc., ya sea
a áreas continentales, al borde de la plataforma o a las profundidades marinas.
(Fig.1.11)
Fig.1.11.- Sección esquemática mostrando los ambientes de depósito principales en las
inmediaciones de un arrecife. Modificada de Friedman (1978).
-
Turbiditas y debris flows en depósitos carbonatados
Un esquema generalizado (Fig. 1.12) ubica las turbiditas en las plataformas
carbonatadas, donde los sedimentos incluyen turbiditas y flujos de detritos. Las
turbiditas en depósitos carbonatados son sedimentos transportados y redepositados
por corrientes de turbidez. Estos depósitos carbonatados o siliciclásticos exhiben
similares estructuras sedimentarias, aunque los tipos de sedimentos en turbiditas
carbonatadas son variables y están controladas por la fuente de origen, llegando a
desplazarse distancias significantes y teniendo al final poco contenido de
carbonatos.
Fig. 1.12.- Esquema generalizado de la distribución de depósitos en un ambiente carbonat
ado, y su representación más común según la terminología de Bouma.
4.4.5. Las Turbiditas
El principal mecanismo para el transporte de masas de sedimentos pendiente abajo
de la plataforma submarina y el talud es la energía gravitacional. En esos ambientes
suceden deslizamientos submarinos, flujos de detritos y corrientes de turbidez
generadas una vez sobrepasado el límite de estabilidad. Las turbiditas están
compuestas mayoritariamente de rocas siliciclásticas, pero las partículas también
pueden consistir en fragmentos de rocas ígneas, metamórficas, carbonatos y restos
de organismos frecuentemente rotos y redepositados con ellos (COCKS &
PARKER, 1981).
Esta sucesión de estructuras de idealizada de Bouma (Fig. 1.13) está formada de
base a tope por un intervalo o división "a" de arenas en gradación o masivas con
base erosiva, donde hay flujos de detritos, un intervalo "b" de arenas finas y limos
laminaciones paralelas u onduladas donde las arenas empiezan a depositarse
rápidamente como tracción, y un intervalo "c" de limos finos y arcillas con
laminaciones oblicuas o convolutas de baja velocidad. Luego el intervalo "d" o de
laminaciones paralelas superior, donde los sedimentos y las capas son más finas
de velocidad aún más baja, y por último un intervalo de naturaleza pelítica
designado con la letra "e", homogéneo, donde el flujo ya se ha detenido y las arcillas
se presentan a manera de “nube” que se deposita por decantación
Fig. 1.13.- Facies verticales de turbiditas (Shanmugam, 2000), donde i) turbiditas de grano
grueso (Lowe, 1982), ii) las turbiditas clásicas conocidas como secuencias de Bouma, y
iii) turbiditas de grano fino (Shanmugam, 1980). La correlación de S3 de las turbiditas de
grano grueso con Ta de la división de Bouma fue sugerida por Lowe (1982).
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Deslizamientos y Slumps
Es un tipo de deslizamiento en el cual la masa se mueve a lo largo de una superficie
de falla curva y cóncava muestran una morfología distintiva caracterizada por un
escarpe principal pronunciado y un contrapendiente de la superficie de la cabeza
del deslizamiento hacia el escarpe principal. La deformación interna de la masa
desplazada es usualmente muy poca, debido a que el mecanismo rotacional es auto
estabilizante. Los deslizamientos rotacionales pueden ocurrir lenta a rápidamente,
con velocidades menores a 1 m/s. Pueden producirse en rocas, detritos y suelos
con grado de deformación interna en el material, que lo distingue de los flujos
(Burma y Van Asch, 1996). Después de iniciarse la rotura, la masa deslizada
comienza a rotar y puede desintegrarse en varios bloques a partir de las grietas
transversales desarrolladas (Bromhead, 1979)
-
Deslizamientos y slumps
Los deslizamientos consisten en grandes bloques de sedimentos parcialmente o
completamente litificados que se muevan en forma aislada o en grupo en contacto
continuo con el substrato. Los bloques se mueven sin deformación interna pues todo
el esfuerzo de cizalla está concentrado en la superficie basal de deslizamiento.
Los slumps pueden concernir un amplio rango de escalas y de desplazamientos.
Los más grandes involucran bloques de varias decenas de kilómetros y su
desplazamiento a lo largo de la vertiente puede ser de varios kilómetros. Algunos
slumps pueden ser rotacionales con una base fuertemente curva; son transicionales
con las fallas lístricas. En las partes distales del slump las figuras de compresión
son comunes (cabalgamiento) así como las huellas del "efecto bulldozer" sobre los
sedimentos del piso de la cuenca.
Fig. 1.14.- Nomenclatura de las partes de un deslizamiento
4.5. Estratigrafia de secuencias
La estratigrafía secuencial es una sucesión de facies genéticamente relacionadas
que están genéticamente limitadas por superficies erosivas, siendo un conjunto de
caracteres usados para determinar un ambiente depositacional en función de la
variación del nivel del mar. Las interpretaciones estratigráficas explican como las
rocas sedimentarias adquieren sus características en la depositación.
Según Catuneanu (2002) y Kendall (2003), el análisis de estas propiedades es
usado para explicar como los mecanismos de acumulación de sedimentos, erosión
y procesos interrelacionados, produjeron la actual configuración de las rocas. Se
usa la estratigrafía secuencial para el análisis en interpretación de las rocas
sedimentarias en contraste con los análisis litoestratigráficos que usen limites
aloestratigráficos como marcadores independientes en algún modelo que aplique
variaciones de nivel del mar. Los análisis estratigráfico-secuenciales implica el uso
de modelos aloestratigráficos para interpretar orígenes depositacionales y
relacionarlos con las variaciones del nivel del mar.
5. Variables y sus indicadores
Variables
Paleontología
Litología
Fascies
Formación litológica
Columna estratigráfica
Tiempo geológico
Indicadores
Estudio y análisis de algunos fósiles para las
áreas mencionadas.
Composición mineral y Estructuras
sedimentarias
Dependerá de la paleontología - litología para
determinar ambientes sedimentarios.
Dependerá de la litología, se dará la presencia
de la distinción entre formaciones de la
localidad de Arequipa
Variara durante la secuencia en la cuenca
Arequipa dependiendo de la paleontología,
fascies y litología
Varia entorno a el análisis litológico –
paleontológico y asociación de fascies.